Dinâmica físico-hídrica de uma toposseqüência de solos sob Savana Florestada (Cerradão) em Assis, SP (página 2)

O estudo foi realizado na Estação Ecológica de Assis, SP, Brasil, com área de 13,13 km², inserida na Floresta Estadual de Assis, com área total de 44,80 km², localizada no município de Assis, SP, a 22 ° 35 ' S e 50 ° 22 ' W, entre as altitudes de 520 e 590 m, no Planalto Ocidental paulista (Durigan et al., 1999). O clima é classificado, segundo Köppen, como Cwa, mesotérmico, com precipitação anual acima de 1.400 mm e temperatura média anual de 20 °C (Bologna et al., 2003).

Em uma parcela permanente previamente demarcada de 0,10 km²_, com 256 subparcelas de 20 x 20 m, foi escolhida uma toposseqüência representativa dos solos predominantes, sob vegetação de Savana Florestada (Cerradão). A toposseqüência estava disposta de montante a jusante na linha de maior declive da vertente. Cinco trincheiras de 1,5 m de profundidade foram abertas ao longo da toposseqüência para caracterização de cada classe de solo encontrada, procedendo à descrição morfológica de acordo com Lemos & Santos (2002). A distribuição geométrica dos horizontes na toposseqüência seguiu o método desenvolvido por Boulet et al. (1982). O detalhamento foi feito por meio de tradagens sucessivas entre as trincheiras, a montante, na média encosta, e a jusante, com interpolações entre esses pontos.

Amostras de solo deformadas foram coletadas, secas ao ar e peneiradas em malha de 2 mm (TFSA) para análises granulométricas, a partir do método do densímetro de Bouyoucos modificado, utilizando solução de Calgon (Kiehl, 1979; Camargo et al., 1986). As amostras deformadas foram coletadas em cada horizonte nas trincheiras e em cada 0,2 m de profundidade nas tradagens executadas na análise estrutural e na amostragem uniforme feita a cada 10 m de distância na toposseqüência. Foram coletadas, por horizonte, amostras indeformadas em cilindros de 0,1 dm³, em triplicata, para determinar a densidade do solo e obter as curvas de retenção de água no solo em nove potenciais matriciais: 1, 3, 5, 8 e 10 kPa, determinados sobre quartzo moído de granulação fina em panela conectada a uma coluna de tensão de água, e 33, 100, 500 e 1.500 kPa, sobre placa porosa em câmaras de pressão de Richards.

A medida in situ da dinâmica da água no solo foi obtida por meio de sensores de umidade do solo do modelo WCR (CS615, Campbell Scientific Inc.), ainda pouco utilizado sob condições de clima tropical, mas de eficiência comprovada em relação ao TDR convencional (Seyfried & Murdock, 2001). Os sensores foram instalados em horizontes de solo nos cinco perfis descritos em campo, sendo conectados a um multiplexador. Os dados foram armazenados em um "data logger" (CR10X, Campbell Scientific Inc.) a cada 20 min. O sistema foi mantido em funcionamento por bateria carregada por painel solar. A coleta desses registros no campo foi feita a cada 20 dias, no período de novembro de 2003 a novembro de 2004. Os dados de precipitação foram coletados em uma estação meteorológica automática instalada no local e correlacionados com os dados de umidade do solo.

A condutividade hidráulica saturada de campo (Kfs) foi obtida com o permeâmetro de Guelph modificado (Vieira, 1995/1998), utilizando a aproximação das equações simultâneas (Reynolds & Elrick, 1986).

Os dados foram calibrados a partir da coleta de amostras deformadas nas profundidades de instalação dos sensores WCR. O procedimento para a confecção das curvas e equações de calibração do WCR consistiu em saturar TFSA em tubos de PVC e drenar em cinco períodos consecutivos de 15 minutos, um, dois, quatro e seis dias. Para cada período de drenagem, foram obtidos a umidade volumétrica do solo em laboratório e o período em milissegundos, medido em triplicata com o WCR. A equação de calibração foi obtida a partir do ajuste da curva construída a partir da umidade volumétrica e da média do período de saída do WCR para cada tempo de drenagem.

Desta forma, as equações de calibração obtidas para os solos estudados são:

Para o horizonte Btg2 do Gleissolo (T5):

Uv = -1,0866 + (1,9242 * ) - (0,6262 * ²)

Para todos os demais horizontes:

Uv = 0,8298 - (0,6135 / )

em que Uv = umidade volumétrica (m³ m^-3); e  = período em milissegundos medido em campo pelo sensor WCR.

Foi utilizada análise de regressão para o ajuste das curvas de retenção de água no solo (Van Genuchten, 1980) e equações das curvas de calibração.

Na toposseqüência, os solos foram classificados como Latossolo Vermelho distrófico típico (LVd) em T1 e T2; Latossolo Vermelho-Amarelo distrófico típico (LVAd) em T3; Latossolo Amarelo distrófico típico (LAd) em T4; e Gleissolo Háplico Tb distrófico argissólico (GXbd) em T5 (Embrapa, 1999), conforme o mapa pedológico ultradetalhado da parcela permanente e descrição morfológica simplificada (Quadro 1).

A declividade média da encosta de 0,06 m m^-1 (6 %) (Figura 1) caracteriza um relevo suave ondulado (Lemos & Santos, 2002) e está incluída na faixa de declividade típica para solos de Cerrado (Resck, 2002). Os solos da região em estudo desenvolveram-se a partir de arenito do grupo Bauru, formação Adamantina, com predomínio de Latossolos em situação de relevo suave ondulado a plano (Lepsch et al., 1977; Moniz, 1996; Bologna et al., 2003). A distribuição dos solos na toposseqüência estudada (Figura 1) é bastante homogênea, predominando solos profundos e bem drenados do terço superior ao inferior da vertente (T1 a T4), com exceção do sopé onde existe um perfil com drenagem imperfeita em profundidade (T5).

As classes de textura (Quadro 1) estão de acordo com o triângulo americano modificado (Lemos & Santos, 2002), a partir do resultado da análise granulométrica (Figura 2). A textura dos Latossolos (T1 a T4) é uniforme, com pequeno incremento de argila do horizonte A aos horizontes subsuperficiais, em geral de textura franco-arenosa em todo o perfil, com exceção de T1 e T4 cujo horizonte A é mais arenoso (areia franca). No Gleissolo (T5), os horizontes superficiais (A a E) pertencem à classe de textura areia franca, enquanto, nos horizontes glei, a classe textural varia de franco-arenosa (Eg e Btg1) a franco-argilo-arenosa em Btg2. O caráter argissólico neste perfil é devido ao gradiente textural que ocorre entre os horizontes superficiais (A a E) e aos horizontes diagnósticos (Btg1 e Btg2) (Quadro 1). Em toda a toposseqüência, a estrutura mantém-se grumosa ou granular no horizonte A, mesmo com grau fraco e textura arenosa, dada a presença de matéria orgânica e raízes. Nos horizontes subsuperficiais, o grau de estrutura torna-se forte, variando de granular muito pequena, em T1 e T4, a blocos subangulares médios e pequenos, em T5.

Salomão & Queiroz Neto (1996) encontraram na região de Bauru, no Planalto Ocidental paulista, um sistema de solos semelhante à toposseqüência em estudo, com transição muito homogênea, tanto vertical quanto lateralmente, de Latossolos franco-arenosos a montante para Gleissolo arenoso no sopé da vertente. Este sistema ocorre em colinas amplas a intermediárias de relevo suave ondulado com declividades inferiores a 0,06 m m^-1, ocupando cerca de 50 % da região. Esta seqüência de solos, cujos horizontes recobrem continuamente as vertentes, transformando-se nos sopés em solos hidromórficos, também foi relatada por Queiroz Neto (2002). Na região em estudo, a ocorrência de Latossolos de textura média e arenosa/média nos topos amplos e aplainados (relevo plano a suave ondulado) deve-se à presença exclusiva de arenitos do grupo Bauru (Bertolani et al., 2003). Santos et al. (1998) ainda observaram a ocorrência de Latossolo Vermelho a montante em transição progressiva a Latossolo Amarelo a jusante, assim como os Latossolos (T1 a T4) da toposseqüência estudada (Figura 1). A textura franco-arenosa e a estrutura em microagregados muito porosa em profundidade, sob um horizonte superficial ligeiramente mais arenoso (Figura 2), foram também observadas por Salomão & Queiroz Neto (1996) e Santos et al. (1998), em semelhança à toposseqüência em estudo.

À medida que aumenta a declividade, de 0,06 a 0,12 m m^-1, ocorre outro sistema de solos, surgindo solos com B textural e forte gradiente textural entre os Latossolos no topo das colinas e os Gleissolos no sopé (Salomão & Queiroz Neto, 1996). Portanto, o caráter argissólico do Gleissolo (T5) da toposseqüência em estudo pode representar uma transição entre os dois sistemas de solo apresentados, visto que a declividade média de 0,06 m m-1 está na faixa limítrofe entre esses sistemas.

A estrutura granular muito pequena e forte do horizonte Bw (T1 a T4) comporta-se como a estrutura grumosa de superfície (horizonte A), como evidenciada pela condutividade hidráulica maior do que na estrutura em blocos subangulares de grau fraco no horizonte AB (T1 a T4) (Quadros 1 e 2). Os valores de condutividade hidráulica saturada de campo (Kfs) (Quadro 2) na ordem de 10^-5 m s^-1 correspondem a meios porosos de alta permeabilidade, enquanto, na ordem de 10^-6 m s^-1, a permeabilidade é intermediária (Reynolds & Elrick, 1986).

Em geral, Latossolos de textura média sob Cerrado, como os perfis T1 a T4, apresentam condutividade hidráulica saturada constante e elevada (Salomão & Queiroz Neto, 1996) e alta permeabilidade graças à elevada proporção de areia (Costa et al., 2002). A condutividade hidráulica saturada do horizonte Bw dos Latossolos da toposseqüência em estudo, representados pelo perfil T1 (Latossolo Vermelho) (Quadro 2), está de acordo com a faixa de condutividade obtida por Santos et al. (1998) para horizonte Bw de Latossolos de textura média formados sobre arenito do Grupo Bauru. Entretanto, no horizonte Btg (T5), a permeabilidade é intermediária (baixo valor de Kfs) (Quadro 2) e pode ser decorrente da estrutura de grau forte (Quadro 1) e do incremento no teor de argila (Figura 2). Pode-se ainda observar que a estrutura em blocos subangulares provoca uma redução na condutividade hidráulica no solo, uma vez que, tanto em grau fraco (T1, AB e T5, E) como em grau forte (T5, Btg), o valor de Kfs foi menor.

No topo e no terço superior da vertente (T1 e T2), com inclinação mais suave, predominam condições de oxidação com cores de alto croma (Richardson & Daniels, 1993), com matiz vermelho, 2,5YR na escala de Munsell (Quadro 1) no horizonte diagnóstico Bw, podendo caracterizar predomínio de hematita (óxido de Fe). À medida que se direciona a jusante, outros compostos imóveis de Fe de baixa solubilidade começam a predominar em relação à hematita, tornando as cores cada vez mais amarelas, quando não mascaradas pela matéria orgânica. No perfil T3, ainda pode haver alto conteúdo de hematita, mas já com uma proporção maior de goethita, exibindo matiz 5YR (vermelho-amarelo). Em T4, deve haver o predomínio de goethita (oxidróxido de Fe), com matiz 7,5YR (amarelo) graças à remoção de Fe ou, ainda, à substituição do Fe por Al (Schwertmann, 1993), encontrado em quantidade elevada em solos muito intemperizados.

No sopé da vertente (T5), ocorre processo de gleização (horizontes Eg, Btg1 e Btg2) causado pela saturação periódica de água no solo, estabelecendo um ambiente de oxirredução (Breemen & Buurman, 1998). Em condições anaeróbias, as partículas de Fe(III) reduzem-se a Fe(II) e tornam-se solúveis, levando à mobilização do Fe (solúvel) e à conseqüente segregação de óxidos de Fe e formação de algumas zonas de depleção (claras) e outras de enriquecimento (avermelhadas) (Rabenhorst & Parikh, 2000), denominadas mosqueados e nódulos ou concreções, como aqueles observados em T5 (Quadro 1). A matiz dominante 10YR (ou mais amarela), com valor > 4 e croma < 2, designa um horizonte glei (g) (Embrapa, 1999).

Os horizontes A e E, em T5, apresentam cores mais claras provavelmente em razão de quantidades insuficientes de agentes pigmentantes (como óxidos de Fe), tornando a cor dominante nestes horizontes a dos próprios grãos minerais (Rabenhorst & Parikh, 2000). Nos horizontes superficiais, o croma menor (Quadro 1), que representa cores mais escuras, é devido à influência da matéria orgânica e atividade biológica.

O comportamento físico-hídrico e a retenção de água nos solos (Figura 3) são influenciados tanto pela textura e estrutura dos solos quanto pela intensidade dos eventos pluviométricos (Figura 4).

A partir da curva de retenção de água nos solos (Figura 3), pode-se dividir a porosidade do solo entre macro e microporos pelo potencial matricial de 6 kPa (Resck, 2002). Nos horizontes de solo mais arenosos da toposseqüência (A, E e Bw), a macroporosidade é elevada e predomina a circulação hídrica vertical, assim como observado por Salomão & Queiroz Neto (1996) e Cunha et al. (1999). Este comportamento é evidenciado pela acentuada inclinação da curva de retenção em relação ao eixo do potencial matricial (Figura 3) que representa uma condição de drenagem excessiva nos horizontes analisados. Todavia, o horizonte Btg no Gleissolo (T5), mais argiloso, dispõe de maior retenção hídrica e maior proporção de microporos em relação a macroporos do que os horizontes adjacentes, evidenciadas pela curva de retenção menos inclinada em relação ao eixo do potencial matricial (Figura 3). Isto se deve, principalmente, ao aumento no teor de argila e às mudanças de estrutura em relação aos horizontes adjacentes.

Em superfície, a oscilação de umidade no solo é muito freqüente e os picos de umidade seguem imediatamente os eventos pluviométricos, por ser, nesta camada, maior a concentração de raízes, com absorção mais intensa de água da chuva, além do componente gravitacional que drena rapidamente esta água no sentido vertical sem qualquer impedimento. Outros fatores são a classe textural no limite entre areia franca e franco-arenosa (Quadro 1), considerando os baixos teores de argila e silte (Figura 2) e a estrutura grumosa ou granular (Quadro 1), tornando a infiltração de água mais rápida nessa camada, o que é evidenciado pela elevada condutividade hidráulica no horizonte A (Quadro). Portanto, a água da chuva não se concentra em superfície, de modo que o valor mínimo de umidade volumétrica (aproximadamente 0,1 m³ m^-3) (Figura 4) corresponde a tensões elevadas, mas que não alcançam o ponto de murcha permanente (-1.500 kPa) (Figura 3) em nenhum momento do ano.

Nos Latossolos (T1 a T4), em subsuperfície, o efeito das chuvas na umidade do solo é deslocado no tempo, ou seja, após eventos pluviométricos de volume menor que 4 mm, a umidade do solo continua decrescendo, e de 4 a 10 mm, podem ocorrer picos de elevação pequenos e rápidos (Figura 4). Somente quando o volume medido de chuva é maior que 10 mm, a umidade dos solos, em toda a toposseqüência, é capaz de aumentar e atingir a faixa de capacidade de campo entre -10 e -33 kPa (Figura 3). Em geral, os Latossolos de textura média, muito encontrados sob Cerrado, apresentam baixa disponibilidade de água, principalmente pela elevada proporção de areia (Costa et al., 2002). Os valores mínimos de umidade do solo foram atingidos tanto no mês de abril (época de chuvas) quanto nos meses de setembro a outubro (época seca) (Figura 4) e, assim, a disponibilidade de água não é constante durante o ano, mesmo em alguns períodos da estação chuvosa.

A estrutura granular muito pequena e forte no Bw (T1 a T4) apresenta condutividade hidráulica tão alta quanto a estrutura grumosa ou granular de superfície (Quadro 2), evidenciada pela redução na umidade no solo do horizonte Bw acompanhando o horizonte A (Figura 4). Esta redução, porém, não é tão imediata como no horizonte A, pois o pequeno incremento de argila em relação à superfície (Figura 2) já é suficiente para que a água fique mais retida a tensões maiores (Figura 3), graças à maior adesão da água às partículas coloidais. No horizonte Btg (T5), esta adesão (mais expressiva no Btg2) é ainda maior, em decorrência do alto teor de argila (Figura 2), que determina maior retenção de água (Figura 3), e de um valor maior de umidade no solo em relação aos outros horizontes (Figura), que também determina menor condutividade hidráulica.

No ano monitorado, não foi observada saturação por água no horizonte Btg2 (T5), indicando que as condições de hidromorfia provavelmente ocorreram em um período pretérito (Richardson & Daniels, 1993). O tempo necessário para se formar um horizonte glei bem desenvolvido varia, provavelmente, de anos a décadas (Breemen & Buurman, 1998). Deste modo, não se pode afirmar que a flutuação do lençol freático tenha atingido este nível de profundidade no solo recentemente, o que torna a altura do lençol freático um elemento mais explicativo (teórico) do que indicativo de redução (Campos et al., 2003). O grau de hidromorfismo baixo pode explicar o fato de que, neste solo, não ocorreu uma seletividade de espécies de plantas, em que ainda predominam a fisionomia de Savana Florestada (Cerradão) e a ausência de formações ciliares (Jacomine, 2004).

Em T3 (horizonte A), os picos de umidade ultrapassaram o limite de umidade máximo alcançado no horizonte glei (Btg) do perfil T5, mas, repentinamente, voltaram a níveis mais baixos de umidade do solo. Este comportamento pode ser explicado pela curva de retenção mais acentuada (Figura 3), ou seja, com inclinação maior da curva em relação ao eixo do potencial matricial, representada por uma queda abrupta na umidade do solo, à medida que se aumenta a pressão aplicada à amostra, evidenciando rápida drenagem.

Como em toda a toposseqüência é atingido o mesmo patamar mínimo de umidade (por exemplo, em superfície, aproximadamente 0,10 m³ m^-3) ao mesmo tempo, não pode haver fluxo lateral nesta vertente, embora isto possa ser observado em outros tipos de solo e, principalmente, em declividades maiores (Moniz, 1996). Os valores ainda menores em T5 (Figura 4), próximos a 0,08 m³ m^-3 nos horizontes A e E, devem ter influência principalmente da distribuição do tamanho de partículas no solo (Figura 2), mais grosseiras (arenosa) do que em T1 a T4.

Em todos os horizontes dos solos da toposseqüência, a disponibilidade de água para as plantas torna-se baixa, quando são atingidos os valores mínimos de umidade (Figura 4) que se aproximam do ponto de murcha permanente (-1.500 kPa) (Figura 3). A baixa disponibilidade de água no solo ocorre por um período relativamente extenso e contínuo na época seca e durante a época chuvosa, mas de maneira descontínua (Figura 4), principalmente no horizonte superficial que abriga geralmente a maior concentração de raízes das plantas. Portanto, este comportamento exige que as espécies de plantas apresentem algum tipo de adaptação para essa condição de déficit hídrico, tal como a presença de raízes profundas em muitas espécies de árvores do Cerrado (Alho & Martins, 1995), considerando que os solos sob Cerrado, em condições originais, apresentam propriedades físicas que não limitam o desenvolvimento das raízes (Costa et al., 2002).

Novos estudos de correlação específicos às diversas classes de solo e respectivas formações florestais são recomendados (Jacomine, 2004). Esta carência em conhecimentos sobre as relações solo-vegetação será suprida, em boa parte, com a interação entre trabalhos de diversas áreas do conhecimento, incluindo a dinâmica de água no solo, gerando uma base de dados capaz de promover a compreensão dos processos geradores e mantenedores da biodiversidade em um dos principais biomas do Estado de São Paulo, Brasil.

1. A caracterização morfológica da toposseqüência evidenciou o domínio de solos profundos e bem drenados no terço superior e no médio da vertente, enquanto, no terço inferior, os solos apresentam drenagem impedida em profundidade.

2. O estudo em toposseqüências ou dos solos de acordo com o relevo é eficaz na compreensão das condições de oxidação e drenagem na vertente e das relações solo-planta.

3. O comportamento físico-hídrico dos solos estudados mostrou uma disponibilidade de água deficiente, exigindo que a vegetação dominante de Savana Florestada (Cerradão) mostre algum tipo de adaptação para suprir as necessidades hídricas durante todo o ano.

Este trabalho foi apoiado/financiado pela Fundação de Amparo à Pesquisa do estado de São Paulo (FAPESP) no âmbito do Programa BIOTA/FAPESP - O Instituto Virtual da Biodiversidade. Os autores agradecem também a André Oppitz Ketzer, Rodrigo Chiara Olsen, Raul Shiso Toma, Dorival Grisotto e Valter Novais, no auxílio ao trabalho de campo.

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1. Parte da Tese de Mestrado apresentada pelo primeiro autor ao Programa de Pós-Graduação em Solos e Nutrição de Plantas da Escola Superior de Agricultura "Luiz de Queiroz", Universidade de São Paulo – ESALQ/USP. Trabalho apresentado no XXX Congresso Brasileiro de Ciência do Solo, Recife (PE), 2005.